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㈢ 新生代盆-山構造地貌演化
一、新生代沉積地層
圖5 華北地區晚白堊世以來岩石地層劃分對比
（據陳晉鑣等，1997）
華北地區新生代地層的研究表明（圖5），在晚白堊世—古新世早、中期，除了在河北和山東局部發育的早期裂陷盆地中發育了以王氏群和孔店組下段為代表的一套砂、泥岩夾礫岩的河湖相沉積外，大部分地區缺失該時期的地層。當時華北大部分區域屬於隆升山地，處於風化剝蝕狀態。古新世晚期—漸新世期間，伴隨華北地區裂陷作用的廣泛發育，以前新生代岩石地層為盆地基底，在鄂爾多斯台地周緣的銀川地塹、河套地塹和渭河地塹，華北裂谷系中部的冀中坳陷、黃驊坳陷和濟陽坳陷，華北北部的遼東灣和渤中坳陷以及南部的東濮坳陷與湯陰坳陷中，開始廣泛接受沉積，巨厚的古近紀（古新世—漸新世）陸相沉積地層不整合覆蓋在盆地基底之上（馬杏垣等，1989；劉和甫等，2000）。
以華北裂谷系為例，古新世該區處於初始裂陷階段，在被北東向的隆起帶所分割的一些相對孤立的斷陷帶中發育了厚度不等的孔店組下段，以紅色和灰色泥岩、粉砂岩為主，夾砂礫岩、油頁岩、含膏泥岩和灰岩，底部有玄武岩和礫岩，厚度500～1600m不等。始新世—漸新世期間，裂谷系進入強烈的差異斷陷階段，盆地范圍大規模擴展，渤中坳陷形成，原來分隔的斷陷帶開始相互串聯，同時沉積范圍也不斷擴大。同期在擴展的盆地中發育了孔店組上段和沙河街組四段，主要為陸源碎屑相地層，近海地區發育夾層狀玄武岩的近海潟湖相沉積地層，厚度達1500～3500m。漸新世發育沙河街組沙三段至沙一段，主要為暗色泥岩、粉砂岩，夾砂岩、頁岩、煤、油頁岩、蒸發岩、白雲岩、灰岩和玄武岩等，地層中富含化石，厚度2000～6500m。古近紀末，由於該區裂谷作用進一步減弱，古近紀地層遭受剝蝕和輕微變形，在其頂部形成區域性剝蝕面（吳珍漢等，2001）。
新近紀（中新世—上新世）期間，華北地區的盆地范圍都不同程度地有所擴大。其中環鄂爾多斯地區的裂谷盆地在擴展過程中持續強烈斷陷，最顯著的是渭河地塹向北東方向的擴展過程，導致了呈北東向S形、長達900餘千米的山西地塹系的形成（馬杏垣等，1989；崔盛芹等，2000）。華北裂谷系在此時期由早期的相對分散的裂陷階段轉為整體熱沉降階段，伴隨地表大面積下沉，新近紀地層不整合地覆蓋在古近紀坳陷和隆起之上，華北盆地成為統一的大型斷陷盆地。其中在中新世期間，盆地中沉積了館陶組，以雜色礫岩和泥岩為主，夾砂礫岩、礫岩，厚度100～1000m。上新世期間，該區發育明化鎮組，為雜色泥岩、砂岩互層，厚度500～1600m。同期在太行山地區和山西高原的一些山間盆地中，則發育了著名的三趾馬紅土層。
第四紀期間，在華北盆地中發育了厚度為50～800m不等的河湖相以砂、粘土和砂礫石為主的沉積物。在周緣的隆升地區，以發育厚度較小的砂礫石質河流階地沉積為主（陳晉鑣等，1997；劉嘉麒等，2000）。在山西地塹系中的一些盆地內，則發育了范圍不等的湖泊和相應的以砂、粘土夾砂礫為特徵的湖泊沉積物。在太行山西側的山西高原和鄂爾多斯地區則發育分布廣泛、厚度很大的風成黃土沉積物，按形成時代從早到晚一般劃分為早更新世的午城黃土、中更新世的離石黃土和晚更新世的馬蘭黃土。
二、第四紀沉積地層
華北地區第四紀沉積物主要分布在眾多第四紀盆地及其鄰區的山地中，其中包括風成黃土沉積、湖泊沉積、河流沉積（包括沖積物、洪積物和泥石流堆積）、海洋堆積、洞穴沉積、生物堆積、殘積與坡積和火山堆積等。不同類型沉積物的分布主要與不同的構造－地貌部位相關（吳珍漢等，2001；趙遜等，2005）。
風成黃土堆積物主要分布在秦嶺以北的陝西、山西、寧夏、甘肅、內蒙古及河南與河北西部等地，其沉積過程貫穿了整個第四紀，特別是黃土高原厚度極大的黃土－古土壤序列已經成為反映第四紀全球古氣候變化的良好標志。形成於晚更新世期間的馬蘭黃土一直是華北地區上更新統的標准地層之一。
湖泊沉積物主要分布於銀川盆地、河套盆地、汾渭地塹系和河北平原等在第四紀不同時期曾發育過湖泊的斷陷盆地中。有的湖泊較早乾涸，停止接受湖泊沉積；有的則一直延續到晚更新世末甚至近代，形成了相對比較完整、厚度很大的湖相地層剖面。研究程度較高的湖相地層有分布於汾渭地塹系南、北兩端的陽原盆地和三門峽盆地中的泥河灣組和三門組，它們一直是華北地區下更新統的標准地層。
河流沉積物主要分布在盆地、山地河谷與山麓地帶，前兩者以沖積物為主，如內蒙古河套盆地、華北平原、松遼平原和黃河三角洲等地區厚數十至數百米的砂粘土層和砂礫石層；後者包括河流階地沉積、洪積和泥石流堆積，如橫穿太行山的眾多河流峽谷中的河流階地沉積以及其中眾多沖溝出口附近的沖、洪積物。太行山西南部雲台山國家地質公園第四紀沉積物的劃分和研究比較詳細，在太行山具有良好的代表性。
海洋沉積物在沿海地區，如渤海、黃海和東海廣泛分布，其中包括陸源碎屑沉積（如砂、粘土層）、生物堆積（如珊瑚礁）和化學沉積（如碳酸鹽）。海相沉積序列所反映的海進、海退過程和其中碳、氧同位素含量的變化一直是反映古氣候變化的重要標志。
洞穴沉積主要分布在岩溶地區，如華北的山西高原、豫西、北京和山東等地。對該區洞穴沉積研究最多的當數周口店猿人遺址，其中揭露出13層堆積物，並以此建立了華北中更新統標准地層——周口店組。華北地區的第四紀火山沉積物主要分布於山西大同一帶，其中包括火山灰、拉斑玄武岩和鹼性玄武岩等。
殘坡積物主要分布於山地區的夷平面和山麓剝蝕面之上或山坡面的裂隙中，一般厚度較小，發育范圍也極為有限。生物沉積包括泥炭層、硅藻層和生物礁等，主要作為地層夾層賦存於其他陸相或海相地層中。
雖然華北地區的第四紀地層類型眾多，但分布較為廣泛、地層的連續性較好和持續時間較長且地層界線清晰、研究最為詳細、能夠作為標准地層的當數風成黃土和湖泊沉積物。與中國第四系的劃分方案對應，傳統的中國第四系多採取四分的方案，即以約2.45Ma B.P.作為第四系的底界（圖5），把更新統三分為下、中、上3個統再加上全新統，習慣上分別用Q1、Q2、Q3和Q4來表示（劉嘉麒等，2000）；其中，下、中更新統的年代地層界線為0.78Ma B.P.，中、上更新統之間的界線為0.13Ma B.P.，上更新統與全新統之間的界線為0.012Ma（圖5）。全新統還可進一步劃分為下、中、上3個階，其時限分別為11000～8000a B.P、8000～4000a B.P.和4000a B.P.至今。
三、新生代構造地貌演化
大尺度的地表地貌格局往往與區域性的構造演化過程密切相關，中國大陸及鄰區西瀕太平洋帶，經過侏羅紀—早白堊世強烈的造山運動，地殼逐步擠壓增厚，地表海拔不斷增高。新生代期間，中國西部和東部分別處於印度板塊與歐亞板塊之間近南北向強烈碰撞和太平樣板塊向西俯沖引發的上地幔軟流圈上涌作用這兩種截然不同的大陸動力學機製作用下，西部因構造擠壓而持續隆升，東部則因構造伸展而不斷裂陷、降低，逐步形成了中國大陸現今從西到東西由3個高差顯著和海拔高度逐漸降低的地貌台階所構成的西高東低的階梯狀構造－地貌格局（吳珍漢等，2001）；地殼厚度自西向東逐步減小，盆地地殼厚度較小，山區地殼厚度較大（圖6）。
自白堊紀末期開始，經過新生代復雜的動力學過程，華北地區逐步形成比較典型的盆－山構造地貌；除少量盆地受近東西向或北西向斷裂控制呈北西向或近東西向展布外，大部分盆地受北北東向主幹斷裂帶控制，如松遼盆地、華北盆地、渤海灣盆地、沈陽－營口斷陷盆地等（圖6），在地貌上多對應於湖泊、沼澤、平原或陸表淺海。盆地之間的隆起帶經過長期風化剝蝕作用之後，在不同高度形成多期夷平面，第四紀形成多級河流階地（圖7）。
圖6 華北地塊新生代構造分布圖
（據馬杏垣等，1989）
1—新生代盆地；2—地殼厚度等值線（m）;3—正斷層和走滑斷層；4—隱伏斷層；5—Ms≥7級地震；6—Ms=5～6.9級地震；7—新生代剝蝕區
在古新世晚期，隨著地殼伸展裂陷開始，太行山與燕山發育第一級區域性夷平面——北台期夷平面，夷平面的海拔在3000m左右，其殘留大致分布於現今最高一級的山頂（吳珍漢等，2001）；斷陷盆地大部分呈長條形展布，盆地走向受區域性伸展斷裂的顯著控制，盆地邊界斷裂大部分為同沉積斷裂。始新世時期，華北地區發生范圍較大的伸展裂解作用；由於盆、山之間的差異升降作用，古新世末期形成的北台期夷平面在此期間逐漸解體，伴有比較強烈的玄武岩噴發，在太行山形成繁寺玄武岩；太行山、燕山、大興安嶺、遼西與遼東等地區仍處於隆升剝蝕狀態，松遼盆地與二連浩特盆地由裂陷盆地轉化為弱坳陷盆地，地貌上表現為寬闊的平原地貌，沉積了厚度不大的陸內河湖相碎屑岩系，東南部的華北—渤海灣地區發生了較強烈的不均勻裂陷作用，形成了規模不等的裂谷盆地；北北東向的古盆地與古隆起帶相間分布，構成了華北－渤海灣－下遼河裂谷系（圖6）。在裂陷過程中，華北－渤海灣－下遼河裂谷系也發生了強烈的玄武岩噴發事件，局部形成了厚達千米的玄武岩層；之後，斷陷湖盆沉積了厚達數千米的河湖相沉積物。在太行山南段，受近東西向的斷裂控制，在濟源的西部發育了小型的近東西向斷陷盆地，盆地中充填了紫紅色和灰白色砂岩、泥岩和礫岩。
漸新世時期，太行山及鄰區的基本構造－地貌格局與始新世相近，區域構造以北北東向、北西向與近東西向居主導地位，地殼厚度逐漸減薄至40～45km，山地古海拔平均達2500m左右（吳珍漢等，2001）。此階段內，華北－渤海灣－下遼河裂谷系裂陷的范圍明顯增大，導致渤海灣一下遼河地區由一些孤立的中小型盆地發展成一個面積巨大的斷陷盆地，盆地面海拔逐漸降低至800～1000m，盆地內部夾有一些規模不等、海拔在1500m左右的隆起帶。汾渭裂谷系裂陷范圍向北擴大，開始形成太原盆地與大同盆地等裂谷盆地的雛形（圖6），太行山南段的裂陷盆地也進一步向東擴展。漸新世末期較強烈的構造運動，在主要斷陷盆地形成了區域性角度不整合；同期在隆起區發生的長期剝蝕夷平作用，形成了該區古海拔達2000m左右的第二級區域性夷平面——太行期夷平面（圖7）。一些早期河流在長期的側蝕過程中逐漸形成曲度較大的蛇曲河。
新近紀時期，地殼厚度進一步減薄至36～42km，區域構造以北北東向、北西向、近東西向與北東向為主，山地面古海拔達2000m左右（吳珍漢等，2001）。華北－渤海灣－下遼河裂谷系的裂陷范圍進一步擴大，逐步進入整體拗陷階段，古盆地面海拔為200～500m。河湖與沼澤相沉積覆蓋了整個華北、渤海灣與下遼河地區，裂陷中心沉積地層的厚度達1000～3500m。同期汾渭裂谷系進一步向北擴展，形成了由太原、大同、延慶、涿鹿等古盆地面海拔為1200m左右的裂陷盆地所構成的北東向山西地塹系（圖6）。太行山南段的東西向斷陷盆地擴展至焦作—輝縣一帶，並逐漸與華北盆地相連而形成統一的裂谷帶（趙遜等，2005）。與周緣盆地的裂陷相對應，周緣山脈發生了快速隆升，伴有廣泛的玄武岩噴發事件，形成漢諾壩玄武岩；太行山夷平面解體，現今的大興安嶺、燕山與太行山等山脈逐步形成。至上新世期間，山地經過長期的侵蝕作用，山地面海拔降至1600m左右，在山麓地帶和切割了太行期夷平面的河谷中形成了該區海拔為500～800m的第三級山麓夷平面或寬谷面——唐縣期夷平面（圖7）。
第四紀時期，華北及鄰區的地殼減薄至與現今相近的厚度，除山西地塹系仍處於強烈斷陷過程中，華北－渤海灣－下遼河裂谷帶的大部分地區總體轉變為沉積速率較小的坳陷盆地，但局部地區仍處於較快速的斷陷過程中，盆地面降低至海拔100m左右（吳珍漢等，2001）。如太行山東側的北京坳陷、武清坳陷、夏墊坳陷、南口坳陷和南太行東麓的武安盆地和林縣盆地。同期，太行山發生不均勻快速隆升，山地面海拔維持在1500m左右，形成現今盆－山相間分布的構造－地貌格局（圖6）；上新世發生雪花山玄武岩噴發，早中更新世發生大同玄武岩噴發（圖7）。在山地隆升帶，由於河流的強烈下切，唐縣期夷平面解體，河流深切至唐縣面之下，形成了山地中的深切河谷地貌；沿太行山北段的桑乾河、燕山西南的永定河發育8級河流階地，沿太行山西南段的子房河發育6級河流階地（趙遜等，2005）（圖7）。
圖7 華北陸塊新生代典型盆地與山脈構造地貌演化對比圖
本區處於新華夏系太行隆起的南部與晉東南山字型構造東翼反射弧的前緣聯合地帶，加之基底岩體剛性強，故本區以斷裂構造為主要構造形跡。
根據構造形跡及成長關系和空間展布特徵，大致可分為東西向構造體系、山字型構造體系等（圖8）。
（一）東西向構造體系
東西向構造體系在本區形成最早，又是挽近時期活動較強的構造，由於受多期構造活動破壞、干擾及改造，其構造結構面多具復性構造特徵，對本區地下水流場具有重要的控製作用。
（1）鳳凰嶺斷層：西起逍遙河口與盤古寺斷層相接，經谷潤峪、馬坪、司窯向東沿焦作北部山前延伸。地貌上為山區與平原的自然分界，在瓮澗河口以東隱伏於新生界之下，走向近東西傾向南，傾角80°左右，斷距300～400m，走向及主斷面呈明顯的舒緩波狀。斷層破碎帶中，次級小斷裂及擠壓片理發育，斷層旁側次級「入」字型分支小斷裂發育。
（2）朱村斷層：該斷層由鄰區沿山前經本區山王莊、柏山、朱村向東沒入新生界。走向近東西，斷層北升南降，傾向南，傾角70°左右。據鑽孔資料，在朱村一帶，斷距達1000m以上，使北側奧陶系灰岩與南側的煤系地層及新生界接觸。斷層沿走向呈舒緩波狀延伸，其力學性質表現為先壓扭、後期具張性特徵。
圖8 區域地質簡圖
1—山字型構造；2—近北東向構造：3—新華夏系構造；4—近南北向構造；5—北西向構造；6—不明構造；7—背斜；8—向斜；9—隱伏背向斜：10—隱伏向斜；11—隱伏斷層；12—復式背斜；13—第三系、第四系；14—二疊系：15—石炭系；16—奧陶系中統；17—寒武系；18—震旦系；19—前震旦系；20—石英二長斑岩；21—閃長岩
其次尚有黑龍王廟斷層、牆南向斜等。
（二）山字型構造體系
1.晉東南山字型構造
本區展布的晉東南山字型構造體系，主要為晉東南山字型構造東翼反射弧的一部分。現對本區水文地質條件起控制意義的主要斷裂構造分述如下：
（1）朱嶺斷層：西南端由南嶺與鳳凰嶺斷層斜接。向東北方向延伸，區內全長37km，走向N45°，傾向北西，傾角65°～85°。破碎帶寬10～50m，力學性質為壓扭性。
（2）趙庄斷層：西南端在南嶺與鳳凰嶺斷層斜接，經六堆宇、趙庄向東交於黑龍王廟斷層，全長35km，走向45N°，傾向南東，傾角65°～85°，破碎帶寬10～15m，具有多期活動性，其力學性質為先壓扭後張扭。
趙庄斷層和朱嶺斷層形成地壘構造（許河地壘），走向北東，西南端寬約1.5km，中部約3km，至黑羊圈逐漸變尖。延伸長度大於20km，對水文地質條件起一定的控製作用。
2.丹河山字型構造
位於晉城南部和焦作市北部，構造部位處於東西向構造的中部地段，展布面積約400km2，前弧展布於大箕、張路口等地，呈向南突出的弧形斷裂，脊柱在丹河北端。
柳樹口－奪火背斜：軸部位於柳樹口一奪火一線以南2～4km處，軸部走向45°～225°，西南端向三姑泉一帶傾沒，東北端因受太行山背斜影響，向上翹起，背斜兩翼寬15～30km，產狀平緩，傾角5°～15°。
（三）新華夏構造體系
長治褶斷帶：主要展布於晉城的石盤—堯山東側一帶。區內長約40km，從北向南有明顯的變化，北端為開闊的不對稱褶皺，並伴有北東向壓扭性斷層和北西向張扭性斷層。其主要壓性結構面軸向由北東20°方向至南端逐漸偏轉為南西40°方向，其原因可能是受晉東南山字型前弧干擾所致。
九里山斷層：西起東於村與朱村斷層相交，至小牆北被鳳凰嶺斷層截接，向東經九里山、古漢山延伸至輝縣北部山區，長約70km，走向北東。傾向北西，斷距300～1000m，致使斷層南東盤奧陶系灰岩在九里山、古漢山一帶裸露地表，形成北東向展布的殘丘。
（四）近南北向構造
本區東部上八里以北，由合潤－上八里復式背斜及壓扭性斷層組成，背斜兩翼平行展布於兩個相對應的岩漿岩構造帶，構成天然的地下水隔水岩牆。
（五）北西向構造
在焦作礦區東部發育明顯，切割了部分新華夏系構造。力學性質為張扭，多為隱伏狀態，主要有方庄斷層、赤庄斷層和峪河斷層等。
（六）新構造運動
本區新構造運動很活躍，山區強烈上升，地震不斷發生。
（1）基岩山區：由於強烈上升，基岩裸露，山脊狹窄，溝谷深切，比降較大，重力堆積物發育，河床堆積物減少，河谷斷面發育成V字型或U字型。縱斷面呈階梯狀，常形成瀑布。焦作地區新構造運動由西向東有增強趨勢，河床縱坡由西向東逐漸加大，如西石河大於丹河。山門河四坪村處，河床發育10m高的階梯狀陡坎，子房溝雲台山處形成310m高的瀑布，峪河口上游潭頭村形成280m高的瀑布。
（2）平原區：新生代以來，由於長期大幅度下降，相繼沉積了第三系、第四系中更新統、上更新統和全新統，厚500～700m，最厚達1000m以上。
本區東西向構造、新華夏系及北西向構造的大斷裂均有活動特徵。第三系、第四系地層被斷層切開，斷層帶上有地震活動，尤其以朱村斷層、鳳凰嶺斷層活動較為強烈，第三系、第四系等深線在斷層兩側懸殊，一般100～200m，局部達1000m以上。有歷史記載地震6次，最大為1587年修武發生的6級地震。
四、區域地層
區域出露地層包括太古宇變質岩系、元古宇石英砂岩，下古生界以寒武－奧陶系碳酸鹽岩為主，上古生界為石炭－二疊系煤系地層，新生界為第三系紅色砂粘土及砂礫岩岩層，第四系主要為鬆散堆積物（表2）。
基底岩系主要為一套中等程度區域變質作用形成的各類片麻岩、角閃岩及石英岩狀砂岩，分布於峪河口，沁河、白澗河也有零星出露。
蓋層岩系主要為碳酸鹽岩和碎屑岩類。寒武系中上統和奧陶系主要為碳酸鹽岩，分布廣、面積大，為本區主要岩系。寒武系下統和石炭－二疊系主要為碎屑岩。前者主要出露於河谷兩側下部，後者多分布於北部山丘頂部和隱伏於山前第四系之下。
第四系鬆散層為亞粘土、亞砂土、砂及砂礫石層，主要分布於山前地帶及水系、山坡谷底。
表2 區域地層表
續表
㈣ 石油地質條件綜合分析
（一）烴源岩條件
1.有機質豐度
冀中地區有機質豐度的分布表現出不均一性。北部京101井區豐度值普遍偏高，其霧迷山組第八岩性段的深灰-灰黑色白雲岩其TOC為0.18%—0.33%，氯仿瀝青「A」含量（76—109）×10-6；洪水庄組黑色頁岩的豐度值是本區最高的，其TOC為0.30%—1.12%，氯仿瀝青「A」（86—106）×10-6，與燕山西段相同層位有顯著差別；鐵嶺組灰色-深灰色白雲岩 TOC含量0.08%—0.48%，一般0.28%—0.43%，氯仿瀝青「A」（54—347）×10-6；下馬嶺組有機質豐度與燕山西段相同層位相比要差許多，其TOC僅為0.36%—0.73%，氯仿瀝青「A」為（91—287）×10-6，但仍為本區僅次於洪水庄組的烴源岩。
除冀中北部外，其它地區有機質豐度相對偏低（表6—14）。高於庄組有機碳含量0.09%；霧迷山組TOC值平均為0.07%，氯仿瀝青「A」87×10-6；鐵嶺組白雲岩平均有機碳0.17%，氯仿瀝青「A」121×10-6。
表6—14冀中地區中、新元古界烴源岩有機質豐度
圖6—6冀中地區中、新元古代—早古生代地層簡圖
以京101井剖面為例，地化分析結果表明各烴源岩成熟度均較高，至少進入高成熟階段。
下馬嶺組：Tmax主要介於480—490℃之間，HI均小於20,A/C為2.5%—8.0%，顯示了較高的成熟度，因而認為處於高成熟階段中-晚期。
鐵嶺組：Tmax值介於485—501℃之間，HI亦可達13—15，又有較高的瀝青「A」含量。乾酪根在鏡下呈棕褐、褐色、黑色，乾酪根紅外光譜圖上2920㎝-1和1460㎝-1峰近於消失，故認為其熱演化程度也達到高成熟階段中、晚期。
洪水庄組：H/C原子比0.24—0.46,Tmax介於525—549℃之間，可能進入過成熟階段。
霧迷山組（霧四段）：Tmax介於485—503℃之間，HI亦可達到6—17,A/C為2.8%—5.5%，其演化程度低於洪水庄組，但略高於鐵嶺組，達到高成熟階段晚期。
古地溫研究表明，本地區有機質進入成熟期的時間較晚，到二疊紀末時，各烴源岩層地溫低於門限溫度10.8—19.3℃，都沒有成熟。早第三紀末各烴源岩層地溫達到82.6—90.3℃，超過門限溫度27.4—37.2℃，說明本區中、新元古界烴源岩進入早第三紀後才開始大量生油。早第三紀以後，本區的中、新元古界烴源岩基本處於深埋地下的狀態，地溫逐漸增高，有機質不斷演化，到晚第三紀末，烴源岩層地溫達90.0—97.7℃，表明有機質演化到高成熟階段早期或中期階段（郝石生等，1990）。
（二）生儲蓋條件
（1）高於庄組-霧迷山組-洪水庄組組合：主要生油岩為高於庄和霧迷山組.在冀中平泉雙洞背斜霧迷山組發現多處原生油苗，冀中任28井也在封閉的晶洞中發現了原油，經分析與雙洞油苗相似，證明其自身可以生油。從生油指標看，冀中地區霧迷山組平均有機碳0.07%，瀝青「A」87×10-6（不包括京101井），而北部京101井指標最高，有機碳0.18%—0.33%，平均0.26%，瀝青「A」（76—106）×10-6，平均92×10-6。高於庄組僅馬64井作過分析，其有機碳為0.09%，瀝青「A」544×10-6。白雲岩縫洞發育，特別是在冀中中部霧迷山組頂部剝蝕面，已被大量鑽井證實為一好的儲集層。洪水庄組為一套黑色頁岩，是良好的生油層和蓋層，發育於霸縣以北，厚0—72m，由南向北增厚。
2.洪水庄組-鐵嶺組-下馬嶺組組合：洪水庄組及下馬嶺組以暗色泥頁岩為主，據京101井分析，有機碳平均值分別為0.85%和0.49%，瀝青「A」分別為94和200×10-6。鐵嶺組以白雲岩為主，冀中地區平均有機碳0.17%，瀝青「A」121×10-6，其中以北部最高，京101井平均有機碳0.31%，瀝青「A」185×10-6，是冀中地區碳酸鹽岩有機質豐度最高的，這與冀北平泉於該組中發現油苗最多一致。白雲岩質純，裂縫較發育，頂部風化殼淋濾溶蝕孔發育，儲集條件更為優越。上覆的龍山組、下馬嶺組頁岩為良好的蓋層，因此這是一理想的生儲蓋組合，這一組合主要分布在武清-霸縣一線以北。
（三）構造發展與原生油氣藏的關系
1.冀中地區幾個主要構造發展階段
本區從中元古代至新生代大體經歷了四個不同運動形式的發展階段。
（1）中-新元古代至古生代的升降運動階段：冀中地區從中元古代至中奧陶世為相對穩定的整體沉降階段，沉積了巨厚的海相碳酸鹽岩地層，此後整體上升，使沉積間斷了1.3億年，到中石炭世才又大面積沉降，接受了石炭二疊紀海陸交互相至陸相沉積。本階段經歷了多次構造運動，如薊縣紀末的芹峪運動，青白口紀末的薊縣運動以及奧陶世中期以後的大規模造陸運動。運動的性質主要以區域升降為主，沒有明顯的褶皺變形，因此對冀中地區的構造格局沒有大的影響。
（2）中生代褶斷運動階段：本時期構造運動強烈，其特點主要以褶皺、斷裂為主並有岩漿活動。冀中平原四周邊緣的構造體系也主要形成於這一階段。同時在冀中平原內部形成了以大興-牛駝-高陽-寧晉-廣宗為主體的一個大型背斜隆起帶，稱中央隆起帶，長軸北東-北北東向。這個隆起帶在印支期已具雛形。從鑽井揭示的情況來看，中生界僅分布在隆起的兩側及南北兩端。西側主要分布在北京、保定、石家莊等凹陷，稱西部凹陷帶；東側分布在武清-大城-邱縣一帶，稱東部凹陷帶。而沉積中心主要受北西西向的斷裂控制，如武清凹陷受寶坻斷裂控制；臨清坳陷受大名斷裂控制。白堊紀時期運動十分強烈，主要以褶皺為主，除中央隆起帶進一步加強以外，在東部凹陷帶沿天津-滄州-武城一帶形成復式背斜隆起帶——滄縣隆起，在西部凹陷形成無極-藁城背斜帶，而在中央隆起和滄縣隆起之間，形成了武清-文安、里坦-阜城、南宮-邱縣向斜帶，與此同時，滄東、滄西、大城東等與褶皺平行的北北東向斷裂開始活動。
（3）晚白堊世至早第三紀斷裂發育階段：是冀中坳陷的主要發育階段。燕山期形成的褶皺隆起，使地形起伏明顯，因此早期（晚白堊世-早始新世）沉積物常以山麓洪積及河床沖積相粗碎屑為主；晚期北北東向正斷層增多，並向縱深發展，造成斷陷和塊體翹傾，沿大斷裂往往有玄武岩噴溢，使燕山期形成的背斜遭到破壞，如滄縣復背斜，由於滄東、滄西斷裂的活動，變成以單斜為主的塊體。中央隆起帶的南北兩端由於牛東斷裂、河西務斷裂和寧晉斷裂、新河斷裂的活動，分別使北端變為西傾單斜，南端變為東傾單斜，而斷裂的下降盤成為斷陷，沉積了河流-湖泊相的碎屑岩，發育了一套生油建造，成為新生古儲的潛山油藏的主要油源。
（4）晚第三紀-第四紀微弱升降運動階段：斷裂趨於消失，結束了隆坳相間的構造格局，代之出現以區域沉降為特點的坳陷式盆地，普遍接受了河流相為主的碎屑沉積。
上述發展對油氣的生成、聚集和保存有十分密切的關系，尤其第二和第三發展階段，主要表現在油氣生成時間與圈閉的形成、破壞的相互關繫上。
2.構造發展與油氣的關系
根據郝石生等（1982）用大地熱流值計算的不同層系的古地溫梯度，計算出各地的古地溫，進而推算生油岩大致成熟時間。從各時代生油岩成熟時間表（表6—15）上可以看出：
表6—15冀中地區中、新元古界烴源岩成熟時間
中生界沉積發育區的石家莊、武清、臨清地區，元古界生油岩多在中生代以前成熟，早於燕山期圈閉的形成，配置關系不好，不利於油氣的保存。晚白堊世-早第三紀的斷塊運動除使燕山期形成的背斜圈閉遭到一定程度的破壞，使少量成藏的元古界成熟油氣進一步遭受破壞。新生代的繼續沉陷以及地溫梯度的增加可造成元古界的油氣進一步演化，元古界所生成的油氣可能演化變質，故該區總的來說不利於元古界油氣的保存。
缺失早第三紀沉積的滄縣隆起，元古界生油岩於石炭、二疊紀成熟至中生代達到生油高潮，與燕山期的構造圈閉相配置，在適當的封蓋條件下其自生型油氣藏有可能保存下來。
缺失中生代沉積的中央隆起帶，元古界生油岩大部在石炭二疊紀沉積過程中成熟，但成油後長期隆起遭受剝蝕，使隆起較高的地區如高陽背斜軸部分元古界地層剝光，失去蓋層，油氣逸散，至燕山運動背斜圈閉定型後，油氣已保留無幾。
（四）原生油氣藏形成條件的探討
1.中、新元古界原生油氣藏形成條件
油氣藏形成的基本地質條件，不外乎生、儲、蓋、運、圈、保等幾項內容，對於古老的碳酸鹽岩原生油氣藏，以上要求條件更高和更嚴格，對華北來說最主要的是生油條件和保存條件。
（1）有機質的豐度：中、新元古界由南向北明顯增高，這顯然與該時期的沉積中心在冀北坳陷有關，故在選擇勘探目標時，首先應確定在有機質豐度較高利於生油的北部地區或中部地區。
（2）保存條件：主要從兩方面考慮，一是蓋層條件，二是構造圈閉條件，著重於燕山期形成的背斜圈閉經早第三紀斷塊運動後的完整程度。冀中地區除中部以外，大部地區存在下寒武統及石炭二疊系兩套區域性蓋層，另外在冀中北部還有洪水庄組及下馬嶺組頁岩作蓋層，南部館陶-堂邑一帶奧陶系所夾石膏層是最理想的蓋層。本區燕山期形成的主要構造有高陽背斜、無極-藁城背斜、滄縣復背斜、劉村背斜、館陶和堂邑背斜等，這些背斜在早第三紀斷塊運動中遭到不同程度的破壞。破壞最甚的是滄縣復背斜，其主體僅保留了一個半背斜形態，其次是館陶、堂邑背斜，被切成地壘狀。保存最好的是高陽背斜和無極-藁城背斜及劉村背斜。但與蓋層條件配置較好的構造僅有無極-藁城背斜及館陶背斜，下古生界之上有石炭二疊系或中生界覆蓋，其餘多被第三系地層所蓋，這對前第三紀生成的油氣有逸散的可能。至於非背斜區，一是牛南斷裂以北的西傾單斜斷塊區，一是衡水斷裂與清河斷裂之間的東傾單斜斷塊區。這種單斜斷塊對中生代生成的油氣有破壞作用，只有在早第三紀及其以後生成的油氣有形成「古生古儲」潛山油藏的可能。
㈤ 構造及其形成期與油氣二次運移
沉積盆地油氣的運移指向和成藏的圈閉類型與構造的形成期及其空間分布形態是密切相關的，賦存流體的沉積層是組成構造層的物質基礎。構造層、不整合面、斷裂性質、及其空間分布的形態和形成時代是擬解Es4、Es3、Es1油氣生成期、運聚期、圈閉期之間的匹配關系的重要研究內容之一。
1.裂谷盆地構造形成的特點述要
冀中裂谷盆地是疊置在華北古生代陸台上的中、新生代斷陷盆地之一。印支前期，華北陸台經歷了穩定地台的發育階段;印支後期由相對穩定區轉化為活動區，印支運動可視為強烈構造運動的序幕，燕山運動以斷裂、火山活動為主要特徵，缺失三疊紀和第三紀古新世沉積，侏羅-白堊紀是岩漿噴發的集中時期，中、晚元古界，古生代碳酸鹽地層發生褶皺、斷裂和剝蝕作用，形成了一個復式背斜的古隆起，長軸方向為北東向，軸線自南至北分布在寧晉、安國、雄縣、固安一線，東南翼寬大，西北翼狹小，地層時代由軸部向翼部變新。斷裂主要有NE、NW兩組走向的正斷層，多數成為凹陷和凸起的邊界斷層。古隆起自白堊紀晚期至古新世一直處在隆升剝蝕狀態。
新生代早第三紀發生的喜馬拉雅運動早幕以強烈的斷塊差異活動和拉張應力作用為主要特點，進入裂谷擴張裂陷期。裂谷盆地被西為太行山、北為燕山、西為滄縣和南為邢衡等古陸圍限，盆內形成了落差達千米以上、大小不等的斷塊岩體，加劇了北東向斷裂活動，以牛駝鎮、高陽等凸起為主的中央凸起帶將盆地分割為東、西兩個凹陷帶。西部凹陷帶主要由石家莊、保定等凹陷組成，斷裂主要由NE和NNW走向兩組斷裂組成，斷面東傾或南傾，在兩組斷裂控制下組成了深凹陷、凸起或高山。東部凹陷帶主要由武清、霸縣、饒陽、深縣、束鹿等凹陷組成;斷裂主要由NNE、NW和NWW走向的三組斷裂組成，NNE走向斷裂為主幹斷裂，斷面西傾;該凹陷帶北部的NW走向斷裂與主幹斷裂交匯處的西南側形成如任丘西、饒陽等深凹陷，其東北側形成凸起和高山，如任丘、白莊子等;凹陷帶南部的NWW走向斷裂與主幹斷裂交匯處的東南側形成凸起和高山，如新河、寧晉等，西北側則形成深凹陷，如深縣、束鹿、晉縣等。喜馬拉雅運動晚幕結束了裂谷形成演化的歷史，自中新世起，以盆地整體下沉進入拗陷階段，沉積了館陶組的沖積扇、辮狀河、低曲度河道砂礫岩河洪泛相泥質岩和明化鎮組的曲流型交織網狀河和低曲度河流相泥質和砂質岩。
2.構造與油氣二次運移
總觀裂谷盆地的形成至消亡的過程，從中可提取油氣二次運移的主要信息和結論。
(1)裂谷盆地Es4、Es3、Es1構造層及其形態的形成是在中、晚元古代，古生代海相碳酸鹽岩組成的呈NE-SW向分布的復式背斜的古隆起背景上開始張裂的，經歷了自早第三紀始新世至漸新世的裂谷擴張裂陷期，至東營期裂谷縫合消亡。晚第三紀和第四紀沉積層將裂谷盆地和圍限其周邊的古隆起一起覆蓋深埋於地下。各研究層的構造層及其空間分布形態均是形成於早第三紀。研究表明Es4、Es3、Es1層烴源岩有機質熱演化和主要生油期以及油氣初次、二次運移的主運期均發生在晚第三紀。據此，各研究層烴源岩生油期和運移期均晚於構造形成期，期的匹配關系的時間差可資證明各研究層的構造層及其空間分布形態成為擬待捕獲油氣朝向構造的有利部位方向運移，具有形成自生自儲油氣藏的有利條件。
(2)裂谷盆地以NE向分布的中央隆起帶的東西兩翼形成東部和西部兩個凹陷帶，東帶分布范圍寬大，凹陷個數多，伴生的潛山也多，斜坡較短;西帶分布范圍狹小，凹陷個數少，斜坡長。但就其活動性而言，東帶遠不及西帶，東帶各研究層的構造形態具有明顯的繼承性特點，主要表現在各構造層頂面均由西部向東部漸趨加深，凹陷帶內均以肅寧凹陷分布面積為最大，各凹陷呈NE向串珠狀分布為特點，烴源岩主要分布在東帶，表明東帶是裂谷盆地油氣的主要供源地帶，也是油氣運聚成藏的主要有利地帶。
(3)裂谷盆地早第三紀斷裂活動經歷了一個由強變弱的演化過程，不同時代形成的斷裂異常發育，諸如:Es4層斷裂有河間斷裂，NE走向，沙四期產生，第三紀末消亡;白莊子斷裂，NNE走向，沙三期停止活動，沙二期活動，沙一期末消亡;大興斷裂，NE走向，前第三紀產生，直至第三紀末消亡;寧晉斷裂，NE走向，沙四期產生，第三紀末消亡。Es3層斷裂有河西斷裂，NE向走向，沙三期產生，第三紀末消亡;馬西斷裂，NNE走向，沙三期產生，東營期消亡;任西斷裂，NNE走向，沙二期產生，東營期消亡;留路斷裂，NNE走向，沙二期產生，第三紀末消亡;虎北斷裂，NNE走向，沙三期產生，第三紀末消亡;衡水斷裂，NWW走向，前第三紀產生，第三紀末消亡。Es1層斷裂有牛東斷裂，NEE走向，沙二期產生，第三紀末消亡;還有馬西斷裂、河間斷裂、留路斷裂、衡水斷裂、虎北斷裂等。從斷裂的屬性而言，不同時代不同走向的斷裂均為張性正斷層。據此，斷裂提供十分有利於流體垂向和側向運移的通道，既可形成同生同儲，也可形成下生上儲的次生油氣藏。
(4)在早第三紀沉積演化過程中，由於斷塊升降活動，在各層沉積階段，盆內均存在被沉積區圍限的大小不等、形態各異的殘山(島嶼)或高地，且伴隨著沉積過程持續地生長，導致盆內下第三系各沉積層存在缺失區，直至中新世沉積均埋藏於地下成為潛山。經勘探證實，他們均主要由前第三紀碳酸鹽岩組成，在地史過程中經歷了6次岩溶化發育時期，其表層經歷了長期的侵蝕和風化剝蝕，形成了由大小不同的縫、孔、洞、穴連通的網狀岩溶系統。不同時代岩溶異常發育的碳酸鹽岩與早第三紀沉積層之間的對接，而且不整合面的標高落差很大，潛山頂面現代埋深最淺的為1000m左右，較深的約4000m，在深凹陷的深度可達7000～10000m。下第三系始新統、漸新統的流體在水壓驅動作用下，通過不整合面和斷面朝向潛山內運移具有截面很大的通道，非常有利於各研究層烴源岩油氣在潛山內運聚，形成新生古儲(陸生海儲)的油氣藏。業已發現有任丘(中元古界薊縣系)、龍虎庄(古生界奧陶系)、河間(上元古界青白口系)、何庄(奧陶系)、深西(奧陶系)等油藏。
㈥ 天津武清自駕去長白山旅遊攻略
長白山位於吉林省東南部地區，是中朝兩國界山。廣義的長白山是指長白山脈，綿延東三省上千公里；狹義的長白山則單指其主峰長白山。長白山風景區是國家首批5A級景區。 長白山在中國一側的最高峰是白雲峰，海拔2691米，為中國東北第一高峰。 長白山是一座巨型復式火山，由於其獨特的地理位置和地質構造，形成了神奇壯觀的火山地貌，典型完整的動植物資源，富有北國情趣的冰雪風光。 著名的長白山天池位於長白山主峰火山錐體的頂部，榮獲海拔最高的火山湖吉尼斯世界之最。天池四周奇峰林立，池水碧綠清澈。 長白山還是松花江、圖們江、鴨綠江的三江之源。長白山是歐亞大陸北半部最具有代表性的典型自然綜合體，是世界少有的「物種基因庫」和「天然博物館」。據統計，這里生存著1800多種高等植物，棲息著50多種獸類，280多種鳥類，50種魚類以及1000多種昆蟲。 長白山的密林深處盛產人參、北五味子等葯材，野生動物有瀕臨絕滅的東北虎及馬鹿、紫貂、水獺、黑熊等。鳥類中鴛鴦、黑鸛、綠頭鴨等候鳥佔70%。
到達與離開：長白山在吉林省東南部，最近的落腳點是吉林省安圖縣二道白河鎮。 長白山有自己的機場——長白山機場，位於長白山池西區，距離長白山風景區約130公里。周邊城市中，延吉機場離長白山最近，大約3、4個小時車程。 乘坐火車可以到白河鎮上的白河站，或者是距白河鎮有約2小時車程的安圖站。 景區現已開通旅遊快線，價格從8.5元到30多元不等，十分方便。還有環保車可供選擇。
最佳季節：7-9月最佳。 長白山冬季漫長寒冷，夏季短暫涼爽且變化無常。春季多風，秋季多霧。 7、8、9月的長白山是避暑勝地，風光秀麗，景色迷人。受山地地形垂直變化影響，長白山從山腳到山頂形成了由溫帶到寒帶四個景觀帶。「一山有四季，十里不同天」，這時可度過一個不一樣的夏天。 冬季是滑雪運動的最佳季節，最容易看到天池全貌。
門票：125.00元（不含環保車）
天池水面海拔達2150 米，因其所處的位置高而得名，天池是火山噴發自然形成的火山口湖，呈橢圓形，當火山噴射出大量熔岩之後，火山口處形成盆狀，時間一長，在雨水、雪水和地下泉水的作用下，積水成湖，就形成了現在的天池。天池湖面面積10平方公里，是一個巨大的天然水庫，在周圍十六座山峰的環抱中，沉靜清澈的天池猶如一塊碧玉一般，給人以神秘莫測之感。游天池最佳時節是在盛夏，這時雲霧較少，容易一睹天池的真面目。
這里常有遊客目擊湖怪的報道，雖至今仍未被證實其存在，但也給天池增加了濃郁的神秘感。 天池還是中國和朝鮮的界湖，西坡山頂則有中朝兩國的界碑，站在湖邊可眺望朝鮮境內的另一半山巔。
9點左右到達景區入口，在門口僱傭了一個小美女導游。她是景區的正式導游（不是黑導），150軟妹幣一天。說實話導游的作用還是很大的，無論講解，帶路，安排行程都很出色，令我們少走了很多的冤枉路。而且她最大的作用是可以聯系天池的旅遊點，隨時都可以了解天池的天氣狀況。為我們最終看到天池立下了汗馬功勞。所以如果經濟不是很拮據雇一個還是很有必要的。
下車後再向山頂徒步大概100M就可以看到傳說中的天池了。景色絕對對得起這一路的顛簸了。
位於中朝邊境，2/3位於中國。如鏡子一般平靜的一汪湛藍湖水。據說看到它是需要運氣的，有的人來很多次都因為有霧兒與天池失之交臂。景區門口的導游最好雇上一個，她們可以與天池景區的同事聯系確認實時天氣情況，使你看到天池的幾率提高。
來天池的攻略上都有寫天池上的溫度跟山下溫差很大，要租大衣，我們幾個小夥伴們只有一個人租了，另外兩位女朋友自己帶著棉服，只有我跟小哲童靴輕裝上陣，抵擋天池上的寒流，事實證明，我們去的那天可能是太暖和了，並沒有覺得寒風刺骨。
就是奔天池去的，去之前有做很多的功課，要看天氣是不是好，因為晴天比較容易看見天池，事先定好賓館哦！如果是冷天氣時候去，記得要定大炕的房間哦！因為不潮濕，還很暖和~此次行程證明我們是幸運的，順利的看見了美麗的天池。
北坡看天池雖然視角沒有西坡好，但角度多樣化，有人說北坡看出去的天池彷彿是豎著的雞蛋，而西坡看出去是躺著的雞蛋。整個天池觀景有A/B線之分，A線角度更好，因為可以到最高點，建議先走A線再走B線，山頂的風真是很大，氣溫也比山下低很多，衣服不夠一定要在倒站車那裡租件大衣，否則山上待不了幾分鍾。
在長白山，把雞蛋放到溫泉里就可以煮熟，到了這里一定要品嘗一下溫泉雞蛋的味道。
開放時間：1. 1月1日~4月30日： 開放時間：08:30 停止售票時間：15:30 2. 5月1日~7月15日 開放時間：07:30 停止售票時間：16:30 3. 7月16日~8月15日 開放時間：06:30 停止售票時間：17:00（周六、周日售票時間提前30分鍾） 4. 8月16日~10月15日 開放時間：07:30 停止售票時間：16:00（周六、周日售票時間提前30分鍾） 5. 10月16日~12月31日 門區開放時間：08:30 停止售票時間：15:30 Tips：節假日期間的門區開放時間和停止售票時間根據遊客接待量情況另行提前通知。
地址：吉林省延邊市安圖縣二道白河鎮池北區
電話：0433-5755168
㈦ 有人在武清盛世天下買房子嗎頂樓復式，家裡有一條電梯電纜在卧室。。。。。
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㈧ 現在房價大跌，請問武清的房價會跌嗎
會，北京的房價已經有所下降，天津目前還很難說